PONTIFICIA UNIVERSIDAD CATÓLICA DE VALPARAÍSO FACULTAD...

PONTIFICIA UNIVERSIDAD CATÓLICA DE VALPARAÍSO

FACULTAD DE CIENCIAS DEL MAR Y GEOGRAFÍA

ESCUELA DE CIENCIAS DEL MAR

Modificación de la Corriente de Marea Semidiurna a lo Largo del

Fiordo de Reloncaví

Trabajo de Titulación para optar al Título de Oceanógrafo

Pablo Vilches González

Valparaíso, 2018

i

Comisión de Titulación:

Profesor Guía: Manuel Castillo Silva.

Profesor: Samuel Hormazábal Fritz. _____________________

Profesor: Mónica Bello Mejía. _____________________

ii

AUTORIZACIÓN DE USO

Autorizo a la biblioteca de la Escuela de Ciencias del Mar de la Pontificia Universidad

Católica de Valparaíso, para que disponga libremente del Trabajo de Titulación. Además,

autorizo la reproducción parcial o total de este documento sólo con fines académicos.

____________________________

Nombre del estudiante

iii

DEDICATORIA

Se la dedico a todo aquel que me

apoyó y confió durante todo mi

proceso universitario.

iv

AGRADECIMIENTOS

Agradecimientos varios; familia, amigos y profesores. No daré nombres porque

ninguno fue más o menos importante y porque soy algo Dori (ya no estoy 0 km).

Agradezco desde las herramientas técnicas que me entregaron para poder elaborar este

trabajo hasta los improperios para no quedarme dormido en los laureles. Creo he manejado

un poco mi complejo de houdini...meibi. Especial agradecimiento a mi hermano chico, que

me estuvo escuchando practicar la presentación una y otra vez, te amo!.

El desarrollo de esta tesis estuvo bajo el apoyo de FONDECYT 11160500.

v

TABLA DE CONTENIDO

PORTADA

Comisión de Titulación: ........................................................................................................... i

AUTORIZACIÓN DE USO .................................................................................................. ii

DEDICATORIA ................................................................................................................... iii

AGRADECIMIENTOS ......................................................................................................... iv

TABLA DE CONTENIDO .................................................................................................... v

LISTA DE FIGURAS ............................................................................................................ vi

LISTA DE TABLAS ............................................................................................................. ix

RESUMEN ............................................................................................................................. x

ABSTRACT ........................................................................................................................... xi

INTRODUCCIÓN .................................................................................................................. 1

HIPÓTESIS ............................................................................................................................ 6

OBJETIVOS ........................................................................................................................... 7

MATERIALES Y MÉTODOS ............................................................................................... 8

RESULTADOS .................................................................................................................... 13

DISCUSIÓN ......................................................................................................................... 27

CONCLUSIONES ................................................................................................................ 31

REFERENCIAS .................................................................................................................... 32

vi

LISTA DE FIGURAS

Figura 1. Región del Fiordo de Reloncaví (Valle-Levinson et al., 2007)..............................1

Figura 2. Perfil batimétrico a lo largo del FR, en la cual las líneas segmentadas indican los

límites de las subcuencas: Boca-Marimeli (I), Marimeli-Puelo (II), Puelo-Cochamó (III) y

Cochamó-Petrohué (IV). Tomada de Castillo et al. (2016)....................................................2

Figura 3. Área de estudio donde el FR es mostrado en la imagen central, en la cual se

demarcan los sectores la boca, Puelo y Cochamó, en las imágenes de la parte lateral

derecha e inferior. En ellas se observa la localización de los instrumentos utilizados,

además de los contornos y sombreados que indican la profundidad. La imagen superior

muestra el perfil batimétrico a lo largo del FR. Tomada de Castillo et al.

(2012)......................................................................................................................................8

Figura 4. Corrientes medidas a lo largo del fiordo (componente v), en el sector de la boca,

entre 2 y 8 m (a) y entre 30 y 410 m de profundidad (c). Promedio temporal de las

corrientes medidas a lo largo del fiordo (componente v), en el sector de la boca

(d)..........................................................................................................................................14

Figura 5. Corrientes medidas a lo largo del fiordo (componente v), en el sector de Puelo

entre 3 y 25 m (a) y entre 40 y 140 m de profundidad (c). Promedio temporal de las

corrientes medidas a lo largo del fiordo (componente v), en el sector de Puelo

(d)..........................................................................................................................................15

Figura 6. Corrientes medidas a lo largo del fiordo (componente v), en el sector de

Cochamó entre 2 y 11 m de profundidad (a). Promedio temporal de las corrientes medidas a

lo largo del fiordo (componente v) en el sector de Cochamó

(b)..........................................................................................................................................16

Figura 7. Variación en profundidad de la amplitud de los constituyentes armónicos O1, K1,

N2, M2, S2, M4 y MS4 de las corrientes medidas en la boca..................................................17


N2, M2, S2, M4 y MS4 de las corrientes medidas en Puelo.....................................................17

vii


N2, M2, S2, M4 y MS4 de las corrientes medidas en Cochamó..............................................18

Figura 10. Variación en profundidad de la amplitud de los constituyentes armónicos M2 y

S2 de las corrientes medidas en Boca (a), Puelo (b) y Cochamó (c).....................................18

Figura 11. Densidad espectral en función de la frecuencia y profundidad de las corrientes a

lo largo del fiordo (componente v) en el anclaje de la

boca........................................................................................................................................21


lo largo del fiordo (componente v) en el anclaje de

Puelo......................................................................................................................................21


lo largo del fiordo (componente v) en el anclaje de

Cochamó...............................................................................................................................22

Figura 14. Espectros de coherencia y fase en función de la frecuencia y la profundidad

entre las corrientes a lo largo del fiordo en la boca y Puelo entre 3 y 8 m de profundidad.

Las coherencias significativas (> 0,32) y las fases asociadas a éstas fueron graficadas en

color, mientras que las que no lo son, están en

blanco....................................................................................................................................23


entre las corrientes a lo largo del fiordo en la boca y Cochamó entre 3 y 8 m de

profundidad. Las coherencias significativas (> 0,32) y las fases asociadas a éstas fueron

graficadas en color, mientras que las que no lo son, están en

blanco....................................................................................................................................24


entre las corrientes a lo largo del fiordo en la boca y Puelo entre 40 y 140 m de

profundidad. Las coherencias significativas (> 0,32) y las fases asociadas a éstas fueron

graficadas en color, mientras que las que no lo son, están en

blanco....................................................................................................................................24

viii

Figura 17. Amplitud de la corriente semidiurna asociada a M2 (izquierda) y S2 (derecha),

respecto al área de la sección transversal por donde fluye la corriente en Boca, Puelo y

Cochamó, a distintas profundidades. La línea verde, roja y azul muestra la tendencia lineal

del conjunto de puntos de distintos rangos de

profundidad...........................................................................................................................25

ix

LISTA DE TABLAS

Tabla 1. Información detallada de las tres estaciones de corrientes a lo largo del FR. Se

indica la posición geográfica, período de análisis, profundidad del ADCP, ángulo de

rotación usado para obtener las componentes a lo largo y transversal al fiordo, frecuencia,

modelo e intervalo de medición del equipo............................................................................9

x

RESUMEN

Se utilizaron perfiles de corrientes de tres anclajes para describir la modificación de

corriente de marea semidiurna a lo largo del Fiordo de Reloncaví y determinar si las

variaciones en ancho y profundidad tienen efectos en ésta. El Fiordo de Reloncaví tiene 55

km de largo, 2 km de ancho y profundidades que fluctúan desde 35 m en la cabeza hasta

440 m en la boca. Las mediciones se concentraron en el sector de la boca, Puelo y

Cochamó por un período de tres meses aproximadamente, desde agosto a noviembre de

2008. El Fiordo de Reloncaví mostró una estructura de 3 capas, no presente durante todo el

período de medición, pero más persistente en el sector de la boca. En general, la circulación

promedio mostró una capa superficial sobre 7 m de profundidad con corrientes que se

dirigieron hacia la boca del fiordo con magnitud > 10 cm s-1

. Bajo esta profundidad y hasta

100 m las corrientes se dirigieron hacia la cabeza con una magnitud promedio de ~2 cm s-1

.

En la capa más profunda las corrientes se dirigieron hacia la boca del fiordo con una

magnitud promedio de ~1 cm s-1

. La corriente de marea semidiurna aumentó su amplitud a

medida que se dirigió hacia la cabeza del fiordo con diferencias del orden de 4 a 5 cm s-1

entre Cochamó y Puelo, lo cual se asoció a una disminución del área de la sección

transversal al fiordo. El análisis espectral reveló la formación de armónicos de aguas

someras en Cochamó producto de la reducción de fondo. Los cambios de fase de la

corriente semidiurna ocurrieron sobre 8 m de profundidad con un desfase de 2 horas.

xi

ABSTRACT

Three current profiler moorings were used to describe the modification of the

semidiurnal tidal current along the Reloncaví fjord and to determine if the variations in

width and depth have effects on it. The Reloncaví fjord is 55 km long, 2 km wide and with

depths of 35 m in the head to 440 m in the mouth. The measurements were concentrated at

the mouth, Puelo and Cochamó areas for a period of approximately three months, from

August to November 2008. The Reloncaví Fjord showed a 3 layers structure, not present

during the entire measurement period, but more persistent in the mouth. In general, the

average circulation showed a superficial layer over 7 m depth with currents that were

directed towards the mouth of the fjord with magnitude > 10 cm s-1

, under this depth and up

to 100 m the currents went towards the head with magnitude ~2 cm s-1

, after this layer they

went towards the mouth of the fjord with magnitude ~1 cm s-1

. The semidiurnal tidal

current increased its amplitude as it went towards the head of the fjord with differences of

the order of 4 to 5 cm s-1

between Cochamó and Puelo, which was associated with a

decrease in the area of the cross section to the fjord. The spectral analysis revealed the

formation of shallow water harmonics in Cochamó as a result of the bottom reduction. The

phase changes of the semidiurnal current occurred over 8 m depth with a lag of 2 hours.

1

INTRODUCCIÓN

Los fiordos son estuarios de origen glacial y se caracterizan por ser estrechos, largos

y, por lo general, destaca la presencia de una constricción bien definida (umbral), que

funciona como barrera entre aguas oceánicas y continentales, limitando el intercambio de

propiedades entre éstas (Farmer & Freeland, 1983;Valle-Levinson, 2010; Stigebrandt,

2012). No obstante, el Fiordo de Reloncaví (FR), no presenta un umbral somero cerca de la

boca, lo cual permite la conexión directa de las aguas profundas del fiordo con las aguas

exteriores. Esta constricción se ubica a una profundidad de 200 m a 5 km de la boca. Se

conocen pocos estudios de fiordos que carecen o no presentan una constricción bien

definida. Se cree que este tipo de fiordos, y en particular el FR, podrían presentar una

condición especial respecto de su circulación y los procesos de mezcla dominantes (Castillo

et al., 2016).

El FR está localizado al norte

de la Patagonia Chilena, centrado en

41°35'S y 72°30'W (Fig. 1), por lo

cual es considerado como uno de los

fiordos del mundo más cercanos al

ecuador (Valle-Levinson et al.,

2007). Presenta un largo de ~55 km

y un ancho promedio de ~3 km, y

una forma similar a una “J” con una

constricción en el centro, donde se

ubica la Isla Marimeli. El perfil

batimétrico (a lo largo del fiordo)

permite configurarlo en un sistema

de cuatro subcuencas (Fig. 2), con

profundidades de 35 m, en la cabeza,

Figura 1. Región del Fiordo de Reloncaví (Valle-

Levinson et al., 2007).

2

hasta 440 m, en la boca, y una profundidad promedio de 170 m. La batimetría del FR posee

una cuenca entre la boca y la Isla Marimeli con una profundidad > 400 m. Esta cuenca está

separada de las aguas interiores por una constricción de 150 m de altura, que se eleva desde

una profundidad de 300 m. En dirección hacia la cabeza del fiordo, la batimetría presenta

rápidas variaciones asociadas a la curvatura, que se producen por el cambio de orientación

del fiordo. Posterior a la curvatura, la batimetría presenta profundidades < 200 m. En los

últimos 10 km del fiordo las profundidades son < 100 m y éste se angosta abruptamente.

Transversal al fiordo, las profundidades máximas abarcan una gran extensión, a excepción

del área de la curvatura, donde los cambios de fondo son menos abruptos cerca de la costa

(Valle-Levinson et al., 2007).

Figura 2. Perfil batimétrico a lo largo del FR, en la cual las líneas segmentadas indican los límites

de las subcuencas: Boca-Marimeli (I), Marimeli-Puelo (II), Puelo-Cochamó (III) y Cochamó-

Petrohué (IV). Tomada de Castillo et al. (2016).

El FR recibe la mayor descarga de agua dulce del Río Puelo, con un caudal medio

anual de 650 m3s

-1, que desemboca en el centro del fiordo (Castillo et al., 2012). Las aguas

subsuperficiales (marinas) que ingresan por el sector de la boca provienen del Seno de

Reloncaví. En ese sector las fluctuaciones del nivel del mar presentan amplitudes

significativas asociadas a la marea semidiurna (hasta 8 m). Estas fluctuaciones, impactan

directamente en el nivel del mar a lo largo del fiordo. Sin embargo, las corrientes mareales

dentro del fiordo son relativamente bajas (< 10 cm s-1

) debido a la profundidad del fiordo

(Valle-Levinson et al., 2007).

La circulación típica a lo largo del FR tiene un patrón de 3 capas, asociada a la

influencia de la marea (Valle-Levinson et al., 2014). La corriente superficial es forzada por

el viento local y su velocidad es un porcentaje pequeño de la velocidad del viento. El

3

forzante remoto de la circulación está asociado a gradientes horizontales de presión entre el

fiordo y el área externa a éste (Stigebrandt, 2012). El régimen de marea es principalmente

semidiurno, con amplitudes de los armónicos M2, S2 y N2 de 1,80 m, 1,09 m y 0,40 m,

respectivamente (Valle-Levinson et al., 2007). La onda de marea es casi estacionaria. La

marea presenta un factor de forma de 0,12 que indica que su régimen es semidiurno.

Durante periodos de sicigia, el rango de marea dentro del fiordo fluctúa entre 6 y 7 m,

mientras que en cuadratura es de ~1 m (Castillo et al., 2012).

Las corrientes de marea, al igual que la altura de la marea, se encuentran asociados

los diferentes armónicos de marea. Típicamente producen corrientes de entrada y de salida

de la cuenca, que ocurren de acuerdo a los periodos de marea dominantes. Debido a que

cambia el sentido de la corriente de marea, ocurren períodos conocidos como estoa, donde

la corriente de marea es mínima. La máxima magnitud de la corriente de marea ocurre a

media marea (subiendo o bajando). Las corrientes de marea tienden a seguir la batimetría

local y, cerca de constricciones, pueden llegar a comportarse como corrientes de marea

turbulenta. Las corrientes de marea son influenciadas por la batimetría, fricción , la fuerza

de Coriolis, escorrentía del río y vientos (Syvitski et al., 1987)

En los fiordos, la energía de las ondas de marea proviene directamente del océano

exterior, es decir, de las ondas de marea oceánica (Defant, 1960), las cuales funcionan

como un agente de intercambio, mezcla y renovación de las propiedades físicas y químicas

de sus aguas (Robins & Elliot, 2009; Kowalik et al., 2015), afectando a la circulación

gravitacional general (Farmer & Freeland, 1983). En condiciones ideales, de reflexión

perfecta o características mareales iguales, las ondas de marea se comportan como ondas

estacionarias. Sin embargo, los espectros de energía del nivel del mar difieren entre el

océano y el fiordo, aumentando la energía en la banda de alta frecuencia hacia la cabeza del

fiordo. Esto se debe a que las ondas de marea, a medida que se propagan a lo largo del

fiordo, son amplificadas o amortiguadas (Dronkers, 1964; Fierro, 2006), debido a un

desbalance entre las reflexiones y las fuerzas de fricción. En el pasado, la mayoría de los

4

estudios indicaban que el arrastre viscoso era el mecanismo en que las mareas perdían

energía, pero como los fiordos a menudo son muy profundos, el arrastre viscoso no tiene

una influencia significativa. Por lo tanto, las constricciones horizontales y/o verticales son

responsables de la pérdida significativa de energía (Stigebrandt, 1980). En fiordos y otros

cuerpos de aguas que presentan una forma y batimetría compleja, parte de la energía

obtenida por el efecto de la fricción en las corrientes de marea y la rotación terrestre, es

utilizada para manejar la circulación residual (Fischer et al., 1979).

La teoría de propagación de olas de pequeña amplitud en aguas someras indica que,

en respuesta a la reducción del fondo, la amplitud de la ola tiende a aumentar. Sin embargo,

la amplitud de la onda de marea al avanzar por un fiordo, estuario o canal presenta una leve

disminución. Este comportamiento puede deberse a la aparición de armónicos de aguas

someras, que representan y cuantifican la disipación de energía de la onda de marea

(Aubrey & Speer, 1985; Fierro et al., 1999), los cuales son generados por los efectos de los

términos no lineales presentes en las ecuaciones hidrodinámicas y de continuidad que

gobiernan la propagación de las mareas (Blanton et al., 2002), asociados a fricciones y

aceleraciones, las cuales actúan como fuerzas retardadoras de la propagación. Estos efectos

no lineales solamente son perceptibles suficientemente cerca de los bordes (topografía,

superficie), o en regiones donde la estratificación es muy variable (Gerkema et al., 2006).

Los armónicos de aguas someras se pueden desarrollar a medida que el flujo oscila sobre

una topografía empinada, como una constricción; por la interacción con paredes laterales o

pendientes del fondo; y también por reflexiones de la onda. La fricción del fondo no lineal

también puede afectar la generación de armónicos. Por ejemplo, si hay muchos

constituyentes de marea, la fricción de fondo experimentada por un armónico se ve afectada

por la presencia de otros armónicos (Robins & Elliot, 2009). Se ha observado que los

armónicos más débiles pueden experimentar hasta un 50% más de fricción que los

armónicos más fuertes (Inoue & Garrett, 2007). Los armónicos de aguas someras que se

generan a partir de los efectos no lineales son M4 (marea lunar cuatridiurnal) y M6 (marea

lunar sextadiurnal) (Aubrey & Speer, 1985; Speer & Aubrey, 1985; Friedrichs & Aubrey,

1988; Parker, 1991; Blanton et al., 2002). La generación de estos armónicos se torna

5

relevante en regiones donde la razón entre la amplitud de la marea y la profundidad del

agua llega a ser significativa.

Salinas et al., (2004) determinaron que la diferencia de velocidades de la onda de

marea, al propagarse por el estrecho de Magallanes, se atribuye a efectos de topografía,

asociados a cambios de orientación del canal y accidentes batimétricos. En la misma zona,

Cerda (1993) concluyó que las constricciones laterales, principalmente entre la Primera

Angostura y Segunda Angostura, influyen principalmente sobre la onda de marea

semidiurna, cambiando el régimen semidiurno a mixto, mientras que entre la boca oriental

del estrecho de Magallanes y la Segunda Angostura, la amplitud de la onda de marea

disminuyó en 6 m y su fase se retrasó entre 3 y 4 h.

En el presente estudio se analizó la modificación de la corriente de marea

semidiurna, definido como un fenómeno continuo, a lo largo del FR, es decir, cómo las

corrientes asociadas a la onda de marea semidiurna se ven modificadas en la medida que

ésta se propaga a lo largo del fiordo, siendo un factor importante las variaciones en ancho y

profundidad.

6

HIPÓTESIS

A medida que la corriente de marea semidiurna se propaga a lo largo del Fiordo de

Reloncaví, sufre modificaciones debido a las variaciones en el ancho y profundidad de éste.

Cuando el fiordo se estrecha (ensancha) y/o la profundidad disminuye (aumenta), la

velocidad de la onda de marea aumenta (disminuye) y su amplitud disminuye (aumenta).

7

OBJETIVOS

Objetivo general

- Describir la modificación de la corriente de marea semidiurna, a medida que se propaga a

lo largo del Fiordo de Reloncaví.

Objetivos específicos

- Analizar las corrientes del Fiordo Reloncaví y determinar la importancia relativa de los

principales armónicos de marea en el sector.

- Caracterizar la variabilidad que experimenta la constituyente armónica semidiurna a lo

largo del Fiordo de Reloncaví.

- Determinar el efecto de la profundidad y el ancho del fiordo en la modificación de la

corriente de marea semidiurna en el Fiordo de Reloncaví.

8

MATERIALES Y MÉTODOS

Para llevar a cabo los objetivos planteados, se utilizaron mediciones de corrientes

obtenidas con perfiladores acústicos Doppler, denominados ADCP (Acoustic Doppler

Current Profiler), los cuales fueron anclados en tres puntos diferentes a largo del FR (Fig.

3), entre agosto y noviembre de 2008.

Figura 3. Área de estudio donde el FR es mostrado en la imagen central, en la cual se demarcan los

sectores la boca, Puelo y Cochamó, en las imágenes de la parte lateral derecha e inferior. En ellas se

observa la localización de los instrumentos utilizados, además de los contornos y sombreados que

indican la profundidad. La imagen superior muestra el perfil batimétrico a lo largo del FR. Tomada

de Castillo et al. (2012).

Debido a que el fiordo presenta una curvatura en el curso medio, las componentes

de corrientes fueron rotadas de acuerdo al eje de máxima varianza, es decir, hacia la

9

orientación local del eje a lo largo del fiordo. Se utilizó un sistema de coordenadas con la

regla de la mano derecha y la componente positiva de la componente y -a lo largo del fiordo

en dirección- hacia la cabeza. La tabla 1 contiene información detallada de los tres anclajes

respecto a posición geográfica, intervalo de muestreo, período de medición, profundidad de

anclaje, modelo y frecuencia del instrumento y ángulo de rotación de las corrientes.

Tabla 1. Información de los tres anclajes de correntómetros desplegados a lo largo del FR. Se

indica la posición geográfica, período de análisis, profundidad del ADCP, ángulo de rotación usado

para obtener las componentes a lo largo y transversal al fiordo, frecuencia, modelo e intervalo de

medición del equipo.

Locación Latitud

(S)

Longitud

(W) Despliegue Recuperación

Prof.

(m)

Áng.

(°) Modelo

Frec.

(kHz)

Intervalo

de

medición

(min)

Cochamó 41º28,348’ 72º19,177’

06 Ag.

2008

21:09

20 Oct. 2008

11:50 15 0,0 WH 300 10

Puelo 41º38,862’ 72º21,998’

16 Ag.

2008

12:00

06 Nov. 2008

20:30

28

32,4 WH

600 20

34 300 10

Boca 41º43,275’ 72º36,948’

08 Ag.

2008

19:12

03 Oct. 2008

10:00 10

105

WH 300 10

06 Nov. 2008

18:00 430 LR 75 20

Las mediciones en el sector de la boca, se realizaron en el veril de ~440 m de

profundidad y abarcaron los primeros 420 m de la columna de agua. El ADCP WH300

midió entre 1 y 10 m cada 1 m; el LR75 entre 20 y 420 m cada 10 m. En Puelo las

mediciones se realizaron en el veril de ~150 m de profundidad, las que alcanzaron la

profundidad máxima del sector. El ADCP WH600 midió entre 1,5 y 29 m cada 0,5 m; el

WH300 entre 35 y 150 m cada 5 m. En Cochamó las mediciones se realizaron en el veril de

~80 m. En este sector el ADCP WH300 midió entre 1 y 15 m cada 1 m.

10

Con el fin de analizar y representar la variabilidad temporal y espacial de las

corrientes del FR, se utilizaron diagramas Hovmöller, pero sólo de la componente a lo largo

del fiordo, donde se presentó la máxima variabilidad. Para determinar la influencia de la

marea en las corrientes y la baroclinicidad de ésta en un ambiente estratificado, se

determinaron los principales constituyentes armónicos de marea presentes en los perfiles

verticales de corrientes medidas en las tres zonas de estudio (Cochamó, Puelo y la boca).

Los armónicos de mareas se determinaron usando la rutina desarrollada por Pawlowicz et

al. (2002), la cual mediante un ajuste por mínimos cuadrados encuentra los constituyentes

armónicos dentro de una serie temporal, además de los intervalos de confianza mediante un

análisis del ruido de la señal, incorporando una estimación del error en el cálculo de los

armónicos mareales. El algoritmo de entrada utilizado por Pawlowicz et al. (2002) es la

notación compleja w = u + vi, el cual condensa vectorialmente la amplitud y fase de los

constituyentes. Este análisis se basa en el algoritmo descrito por Godin (1972), Foreman

(1977) y Foreman (1978), implementado por Pawlowicz et al. (2002). Mediante este

análisis se estimó el grado de predominancia de cada armónico de marea en las corrientes

del FR. Se graficaron sólo los perfiles de los armónicos que aportaron mayor varianza a las

series de corrientes. Para observar la modificación de las corrientes mareales semidiurnas,

se compararon las velocidades de los armónicos M2 y S2 entre los 3 anclajes.

Para describir las características de la variabilidad de las corrientes en función de la

frecuencia se realizó un análisis espectral, usando la metodología propuesta por Bendat &

Piersol (1986), y así establecer la amplitud y frecuencia de las fluctuaciones de mayor

importancia. Se decidió por este método debido a que las componentes de corrientes están

rotadas de acuerdo el eje de máxima varianza, dominando la componente a lo largo del

fiordo, lo que permite trabajar sólo con una cantidad escalar. Debido a que las estimaciones

espectrales tienen gran variabilidad entre frecuencias contiguas, éstas se suavizaron para

obtener una mayor confiabilidad estadística y una estimación más representativa del

fenómeno físico (Welch, 1967). Para esto, las series de tiempo se dividieron en K

segmentos de igual longitud (ventana espectral), con un porcentaje de datos sobrepuestos

entre ellos (en este caso se usó un 10%). Cada segmento tiene M datos, así:

11

𝑥𝑖 = 𝑥(𝑛 + 𝑖𝐷) 𝑛 = 0, . . . . . , 𝑀 − 1 (1)

𝑖 = 0, . . . . . , 𝐾 − 1

donde cada 𝑖𝐷 es el punto de inicio del i-ésimo segmento. La técnica del solapamiento fue

desarrollada por Welch (1967), la cual mejoró la resolución de los periodogramas

promediados de Bartlett (1948). En cada segmento solapado, se extrajo la tendencia lineal,

se aplicó una ventana Hanning, se evaluó la transformada de Fourier, se calculó la potencia

espectral y se normalizó. El espectro modificado para el i-ésimo segmento se define como:

𝑃𝑥𝑥𝑖 (𝑓𝑘) =

1

𝑀𝑈 | ∑ 𝑥𝑖

𝑀−1

𝑛=0

(𝑛) ∙ 𝑤(𝑛) ∙ 𝑒−𝑖2𝜋𝑘𝑛

𝑀 | 𝑖 = 0, . . . . , 𝐾 − 1 (2)

donde U es el factor de normalización que se define como:

𝑈 =1

𝑀 ∑ 𝑤2

𝑀−1

𝑛=0

(𝑛) (3)

Luego, los espectros estimados para cada segmento son posteriormente promediados:

𝑃𝑥𝑥 (𝑓𝑘) =1

𝐾 ∑ 𝑃𝑥𝑥

𝑖

𝐾−1

𝑖=0

(𝑓𝑘) (4)

Cada estimación espectral es gobernada por una distribución χ² con dos grados de libertad,

donde las estimaciones espectrales se suponen que son independientes entre sí. De esta

forma, los grados de libertad están determinados por el doble del número de trozos

utilizados. Al aumentar la cantidad de segmentos, aumenta el número de grados de libertad.

Por lo tanto, la confiabilidad estadística aumenta, pero se reduce la resolución en

frecuencia. En el presente estudio se utilizaron 14 grados de libertad.

Se utilizaron los espectros de coherencia y fase, para analizar la propagación de

onda y corriente de marea. El espectro de coherencia es una medida de la relación existente

entre dos series de tiempo en el dominio de la frecuencia y se puede estimar de acuerdo a:

𝑐𝑥𝑦2 =

|𝑃𝑥𝑦(𝑓𝑘)|2

𝑃𝑥𝑥(𝑓𝑘)𝑃𝑦𝑦(𝑓𝑘) (5)

Donde: 𝑃𝑥𝑦(𝑓): Espectro cruzado

12

𝑃𝑥𝑥(𝑓): Potencia espectral de la serie x

𝑃𝑦𝑦(𝑓): Potencia espectral de la serie y

El espectro de fase puede usarse como un indicador del rezago existente entre las series a

una frecuencia específica medida en grados o radianes y está dado por:

𝜑(𝑓𝑘) = 𝑡𝑎𝑛−1 (𝐼𝑚(𝑃𝑥𝑦(𝑓𝑘))

𝑅𝑒(𝑃𝑥𝑦(𝑓𝑘))) (6)

Para el espectro de fase sólo se analizaron aquellas fases cuyas frecuencias posean

coherencias cuadradas significativas (> 90%). El nivel de significancia para la coherencia

cuadrada está dado por:

𝛾1−𝛼2 = 1 − 𝛼

2

𝑣−2 (7)

donde v son los grados de libertad.

Para determinar el efecto del cambio en el ancho y profundidad del fiordo en las

corrientes semidiurnas, se realizó un gráfico "amplitud de la corriente vs. área de la sección

transversal", para el constituyente armónico M2 y S2 a distintas profundidades y luego se

realizó una regresión lineal con los pares de puntos para determinar si existe una relación

lineal entre ambas variables.

13

RESULTADOS

Descripción de las corrientes en el Fiordo de Reloncaví

- Boca

Entre 2 y 5 m de profundidad (Fig. 4a), las corrientes se dirigieron hacia la boca del

fiordo, estas aguas principalmente salobres, fueron altamente persistentes con magnitudes >

20 cm s-1

, y ocasionalmente se registraron corrientes hacia la cabeza del fiordo con

magnitudes similares, las cuales no superaron los tres días de duración. Entre 5 y 8 m de

profundidad (Fig. 4a) se observaron corrientes hacia la cabeza del fiordo, con máximos de

forma recurrentes > 20 cm s-1

. Asimismo, se registraron corrientes hacia la boca del fiordo

pero con magnitudes < 20 cm s-1

. La corriente media entre 2 y 5 m de profundidad fue

hacia la boca del fiordo (Fig. 4b), con un máximo de ~25 cm s-1

(~2 m), mientras que entre

5 y 8 m de profundidad se dirigió hacia la cabeza con magnitudes de ~3 cm s-1

.

Entre 30 y 410 m de profundidad las corrientes no superaron los 20 cm s-1

(Fig. 4c),

con una alternancia de corrientes que se dirigieron hacia la cabeza y boca del fiordo. En las

capas de 30-100 m y 300-410 m de profundidad se observó que predominaron las

corrientes que se dirigieron hacia la cabeza del fiordo. Entre 100 y 300 m de profundidad se

distinguieron periodos de ~1 semana (o de algunos días) en que la corriente se dirigió en

forma alternada, tanto hacia la cabeza como hacia la boca del fiordo. Entre 30 y 100 m de

profundidad, la corriente media se dirigió hacia la cabeza del fiordo con magnitudes de ~2

cm s-1

(Fig. 4d), mientras que bajo esta profundidad se dirigió hacia la boca del fiordo con

magnitudes menores a 1 cm s-1

.

14

Figura 4. Corrientes medidas a lo largo del fiordo (componente v), en el sector de la boca, entre 2 y

8 m (a) y entre 30 y 410 m de profundidad (c). Promedio temporal de las corrientes medidas a lo

largo del fiordo (componente v), en el sector de la boca (d).

Puelo

Entre 3 y 7 m de profundidad (Fig. 5a), predominaron las corrientes que se

dirigieron hacia la boca del fiordo, con magnitudes > 20 cm s-1

. Entre 7 y 25 m de

profundidad, las corrientes se dirigieron hacia la cabeza del fiordo, con magnitudes

principalmente < 20 cm s-1

y máximos de ~40 cm s-1

. Asimismo, se observaron corrientes

que se dirigieron hacia la boca del fiordo con magnitudes < 20 cm s-1

. La corriente media

entre 3 y 7 m de profundidad (Fig. 5b) se dirigió hacia la boca del fiordo con un máximo de

~15 cm s-1

(~3 m). Bajo 7 m de profundidad, ésta se dirigió hacia la cabeza del fiordo, con

un máximo de ~2 cm s-1

(~10 m).

Entre 40 y 140 m de profundidad se observó una alternancia de corrientes positivas

y negativas. Sin embargo, las corrientes hacia la cabeza del fiordo fueron levemente

predominantes (51%). Las magnitudes observadas fueron < 20 cm s-1

. Esta leve

predominancia fue menos distinguible bajo 100 m, donde se observaron de forma alternada,

durante períodos -de pocos días, corrientes se dirigieron en dirección hacia la cabeza del y

15

hacia la boca del fiordo. La corriente media entre 40 y 140 m de profundidad se dirigió

hacia la cabeza del fiordo, con una magnitud de ~1 cm s-1

, la cual disminuyó a un valor

menor a 0,5 cm s-1

a partir de 125 m de profundidad.

Figura 5. Corrientes medidas a lo largo del fiordo (componente v), en el sector de Puelo entre 3 y

25 m (a) y entre 40 y 140 m de profundidad (c). Promedio temporal de las corrientes medidas a lo

largo del fiordo (componente v), en el sector de Puelo (d).

Cochamó

Entre 2 y 7 m de profundidad las corrientes se dirigieron predominantemente hacia

la boca del fiordo (Fig. 6a), con máximos de ~40 cm s-1

. Corrientes hacia la cabeza del

fiordo fueron menos frecuentes con magnitudes < 20 cm s-1

, y máximos esporádicos de ~40

cm s-1

. Entre 7 y 11 m de profundidad, las corrientes se dirigieron predominantemente

hacia la cabeza del fiordo, con magnitudes < 20 cm s-1

, pero con máximos esporádicos de

~40 cm s-1

. La corriente media entre 2 y 7 m de profundidad (Fig. 6b) se dirigió hacia la

boca del fiordo con un máximo de ~10 cm s-1

(~2 m). Bajo 7 m de profundidad, ésta se

dirigió hacia la boca del fiordo, con un máximo de ~2 cm s-1

(~11 m).

16

Figura 6. Corrientes medidas a lo largo del fiordo (componente v), en el sector de Cochamó entre 2

y 11 m de profundidad (a). Promedio temporal de las corrientes medidas a lo largo del fiordo

(componente v) en el sector de Cochamó (b).

Análisis armónico

- Armónicos que explicaron la mayor parte de la varianza de las series

A partir del análisis armónico para cada profundidad en las tres localidades donde

se desplegaron los anclajes, se seleccionaron los 7 armónicos que contribuyeron en mayor

proporción a la varianza de las series de corrientes (Fig. 7, Fig. 8 y Fig. 9). Estos armónicos

correspondieron a O1, K1, N2, M2, S2, M4 y MS4 (los dos primeros con un período de 24 h,

los tres siguientes de 12 h y los últimos de 6 h). Los armónicos semidiurnos (M2 y S2)

explicaron la mayor parte de la varianza de las series (40% en promedio), siendo el

semidiurno lunar (M2) el que aportó mayor varianza a la series de corrientes (25% en

promedio).

17

Figura 7. Variación en profundidad de la amplitud de los constituyentes armónicos O1, K1, N2, M2,

S2, M4 y MS4 de las corrientes medidas en la boca.


S2, M4 y MS4 de las corrientes medidas en Puelo.

18


S2, M4 y MS4 de las corrientes medidas en Cochamó.

- Armónicos semidiurnos

Figura 10. Variación en profundidad de la amplitud de los constituyentes armónicos M2 y S2 de las

corrientes medidas en la boca (a), Puelo (b) y Cochamó (c).

Las mayores variaciones en amplitud del armónico M2 ocurrieron sobre ~7 m de

profundidad, en los tres anclajes. En la boca, la amplitud de M2 disminuyó desde ~5 a ~1

cm s-1

, entre 2 y ~5 m de profundidad, luego aumentó a ~2 cm s-1

a 7 m. Entre 40 y 410 m

de profundidad, la amplitud osciló entre 3,5 y 4,5 cm s-1

, aumentando levemente en

profundidad (Fig. 10a). En Puelo, la amplitud disminuyó desde ~ 7 a ~3 cm s-1

, entre 3 y 5

m de profundidad, luego la amplitud aumentó a ~5 cm s-1

entre ~5 y 25 m. Entre 40 y ~100

m de profundidad, la amplitud aumentó desde ~5 a ~7,5 cm s-1

, la cual disminuyó a partir

19

de ~120 m de profundidad y se mantuvo a 7 cm s-1

hasta 140 m de profundidad (Fig. 10b).

En Cochamó, la amplitud disminuyó desde ~12 a ~6 cm s-1

, entre 2 y ~5 m de profundidad,

luego se mantuvo constante hasta 11 m de profundidad (Fig. 10c).

Entre 3 y 11 m de profundidad, las diferencias en amplitud del armónico M2, entre

los tres anclajes, mostraron que las corrientes asociadas a este armónico aumentaron su

velocidad hacia la cabeza del fiordo. En la boca, las amplitudes oscilaron principalmente

entre ~1 y ~4 cm s-1

, en Puelo lo hicieron entre ~3 y ~7 cm s-1

, mientras que en Cochamó

oscilaron entre ~6 y ~10 cm s-1

. Entre 40 y 140 m de profundidad, entre la boca y Puelo, las

diferencias en amplitud del armónico M2 mostraron que las corrientes aumentaron su

velocidad hacia Puelo. En la boca, las amplitudes fueron del orden de ~4 cm s-1

, mientras

que en Puelo oscilaron entre ~5 y ~7 cm s-1

.

Las variaciones más importantes en amplitud del armónico S2 ocurrieron en la capa

superficial, en los 3 anclajes. En la boca, la amplitud de S2 disminuyó desde ~2 a ~1 cm s-1

,

entre 2 y ~3 m de profundidad; aumentó a ~2,5 cm s-1

a ~6 m y luego disminuyó a ~2 cm s-

1 a ~7 m. Entre 40 y 410 m de profundidad, la amplitud osciló entre ~1,5 y ~2,5 cm s

-1, con

una velocidad más frecuente de ~2 cm s-1

. Entre 230 y 410 m de profundidad se observaron

de forma alternada leves aumentos y disminuciones de la amplitud (Fig. 10a). En Puelo, la

amplitud presentó fuertes variaciones entre 3 y ~10 m de profundidad, con aumentos y

disminuciones, los cuales oscilaron entre ~2 y ~5 cm s-1

, luego se mantuvo a ~2,5 cm s-1

hasta 25 m. Entre 40 y ~115 m de profundidad, la amplitud aumentó desde ~3 a ~4 cm s-1

,

la cual se mantuvo en ~4 cm s-1

hasta 140 m (Fig. 10b). En Cochamó, la amplitud

disminuyó desde ~5 a ~3,5 cm s-1

, luego se mantuvo constante hasta 11 m de profundidad

(Fig. 10c).

En los tres anclajes, entre 3 y 11 m de profundidad, la magnitud de las corrientes

asociadas al armónico S2, aumentaron su magnitud hacia la cabeza del fiordo. En la boca,

las amplitudes oscilaron mayormente entre ~1,5 y ~2,5 cm s-1

, en Puelo lo hicieron entre ~2

20

y ~5 cm s-1

, mientras que en Cochamó oscilaron entre ~3,5 y 5 cm s-1

(con una variación

más rápida en Puelo). Entre 40 y 140 m de profundidad, las diferencias en amplitud del

armónico S2 entre la boca y Puelo, mostraron que las corrientes aumentaron en magnitud

hacia Puelo. En la boca, las amplitudes fueron relativamente cercanas a ~2,5 cm s-1

,

mientras que en Puelo oscilaron entre ~3 y ~4 cm s-1

.

Análisis espectral

- Diagramas de espectros

Todos los espectros mostraron un pico en la banda de frecuencia semidiurna (~12

h), aumentando su energía en profundidad y en dirección hacia la cabeza del fiordo (Fig.

11, Fig. 12 y Fig. 13). Entre 2 y 11 m de profundidad en la boca se observó que la densidad

espectral osciló entre ~105,5

y ~106 cm

2 s

-2 cph

-1, en Puelo fue del orden de ~10

6 cm

2 s

-2 cph

-

1, mientras que en Cochamó osciló entre ~10

6,5 y ~10

7 cm

2 s

-2 cph

-1. Entre 40 y 140 m de

profundidad, se observó que la densidad espectral en la boca fue del orden de ~106 cm

2 s

-2

cph-1

, mientras que en Puelo osciló entre ~106,5

y ~107 cm

2 s

-2 cph

-1. La banda de frecuencia

de ~6 h también mostró un pico de energía que fue más intenso cerca de los límites

verticales, con una intensificación hacia la cabeza del fiordo (Fig. 11, Fig. 12 y Fig. 13).

Entre 2 y 11 m de profundidad se observó que la densidad espectral en la boca osciló entre

~104,5

y ~105 cm

2 s

-2 cph

-1, en Puelo osciló entre ~10

4,5 y ~10

5,5 cm

2 s

-2 cph

-1, mientras que

en Cochamó osciló entre ~105,5

y ~106,5

cm2

s-2

cph-1

. Entre 40 y 140 m de profundidad, se

observó que la densidad espectral en la boca fue < 104,5

cm2

s-2

cph-1

, mientras que en Puelo

osciló entre ~104,5

y ~105 cm

2 s

-2 cph

-1. En general, en los tres anclajes y en toda la columna

de agua se observó una alta densidad espectral (>106

cm2 s

-2 cph

-1) en la banda de frecuencia

mayor a 3 días. Esta magnitud también se observó en la banda diurna, pero sólo sobre ~5 m

de profundidad. Asimismo, cabe destacar que en Cochamó se observaron picos de energía

asociados a bandas de frecuencia mayor, con períodos de 2,5, 3 y 4 h.

21

Figura 11. Densidad espectral en función de la frecuencia y profundidad de las corrientes a lo largo

del fiordo (componente v) en el anclaje de la boca.


del fiordo (componente v) en el anclaje de Puelo.

22


del fiordo (componente v) en el anclaje de Cochamó.

- Diagramas de coherencia y fase

El espectro de coherencia cuadrada entre las corrientes medidas en la boca y Puelo,

entre 3 y 8 m de profundidad, mostró que las coherencias significativas más altas (> 0,6)

estuvieron asociadas a corrientes con frecuencias bajas (sobre ~30 h) y entre ~5 y 8 m de

profundidad (Fig. 14). El espectro de fase mostró que las corrientes asociadas a estas

frecuencias se dirigieron hacia la cabeza y presentaron un desfase de ~-50° en períodos >

72 h y de ~-120° en períodos entre ~30 y ~72 h. Se observó una coherencia significativa en

la banda diurna (< 0,4) y semidiurna (< 0,7). En la banda diurna la coherencia significativa

se encontró bajo 6 m de profundidad con un desfase de ~120°, es decir, las corrientes

asociadas a la banda diurna se dirigieron hacia la boca bajo esta profundidad. En la banda

semidiurna la coherencia significativa se encontró bajo 6 m con un desfase de ~-50°, lo

que significó que bajo 6 m las corrientes semidiurnas se dirigieron hacia la cabeza.

23

Figura 14. Espectros de coherencia y fase en función de la frecuencia y la profundidad entre las

corrientes a lo largo del fiordo en la boca y Puelo entre 3 y 8 m de profundidad. Las coherencias

significativas (> 0,32) y las fases asociadas a éstas fueron graficadas en color, mientras que las que

no lo son, están en blanco.

El espectro de coherencia cuadrada entre las corrientes medidas en la boca y

Cochamó, entre 3 y 8 m de profundidad, mostró que las coherencias significativas más altas

(~0,7) están asociadas a las corrientes semidiurnas. Sobre 4 m de profundidad las

corrientes presentaron un desfase de ~30° y bajo 7 m de profundidad de ~-60°, indicando

que las corrientes semidiurnas se dirigieron hacia la boca sobre 4 m de profundidad y hacia

la cabeza bajo 7 m de profundidad (Fig. 15). En la banda de 30-50 h, bajo 5 m de

profundidad, coherencias significativas (~0,5) fueron observadas con una diferencia de fase

de < 60°. En todas las profundidades medidas, los periodos mayores a tres días presentaron

coherencias significativas (~0,5), con un desfase de ~-50°.

24


corrientes a lo largo del fiordo en la boca y Cochamó entre 3 y 8 m de profundidad. Las coherencias



El espectro de coherencia cuadrada entre las corrientes en la boca y Puelo, entre 40

y 140 m de profundidad, mostró que las coherencias significativas más altas (> 0,8)

estuvieron asociadas a las corrientes semidiurnas, con un desfase de ~0°. Además, bajo los

100 m, los períodos mayores a 3 días presentaron coherencias significativas (entre ~0,6 y

0,8) con un desfase de 0° (Fig. 16).

25


corrientes a lo largo del fiordo en la boca y Puelo entre 40 y 140 m de profundidad. Las coherencias



Relación entre la amplitud de la corriente y el área de la sección transversal al fiordo

En la Fig. 17 se presenta la relación entre el área de la sección transversal al fiordo y

la amplitud de la corriente semidiurna asociada al constituyente de marea M2 y S2. Esta

relación lineal es negativa y significativa (p < 0.003) explicando un aumento de la amplitud

con la disminución del área de la sección transversal. El coeficiente de determinación (R2),

que representa la proporción de la varianza de la corriente semidiurna explicada por el área

de la sección transversal al fiordo, aumentó en profundidad. El R2 obtenido para el conjunto

de puntos entre 90 y 140 m de profundidad fue mayor, tanto para M2 como S2, respecto a

rangos de profundidades menores, con una correlación de 0,991 y 0,992, respectivamente.

26

Figura 17. Amplitud de la corriente semidiurna asociada a M2 (izquierda) y S2 (derecha), respecto

al área de la sección transversal por donde fluye la corriente en Boca, Puelo y Cochamó, a distintas

profundidades. La línea verde, roja y azul muestra la tendencia lineal del conjunto de puntos de

distintos rangos de profundidad.

27

DISCUSIÓN

Los resultados mostraron una correspondencia entre lo obtenido a partir del análisis

armónico y el análisis espectral, ya que ambos determinaron que la corriente de marea

semidiurna aumentó en magnitud hacia la cabeza del fiordo considerando sólo aquellos

rangos de profundidad comparables, es decir, entre 3 y 8 m de profundidad, para los tres

anclajes; y entre 40 y 140 m de profundidad para el anclaje de la boca y Puelo. Ambos

análisis también mostraron que las corrientes se intensificaron en profundidad, excluyendo

los diez primeros metros, donde la tendencia fue la disminución de la magnitud de la

corriente semidiurna. En general, las corrientes fueron influenciadas por la orientación de la

costa y por la batimetría del fiordo. El aumento en la magnitud de la corriente semidiurna

hacia la cabeza del fiordo se relacionó linealmente con la disminución del área de la

sección transversal al Fiordo de Reloncaví, permitiendo mostrar que los cambios en el

ancho y profundidad del fiordo tienen efectos sobre la corriente semidiurna. Según

Stigebrandt (2012) la velocidad de la corriente tiene un máximo local donde el área vertical

de la sección transversal tiene un mínimo local.

Los resultados presentados en este estudio permiten caracterizar la circulación del

Fiordo del Reloncaví en tres capas, descrito por Valle-Levinson et al. (2007) y Castillo et

al. (2012), la cual es posible observar en fiordos profundos (> 100 m), donde la

profundidad del fiordo es seis veces mayor que el ancho de la capa friccional (Valle-

Levinson et al., 2014). Los perfiles de las corrientes medias mostraron un flujo hacia la

boca del fiordo sobre ~5 m en la boca con un máximo de ~25 cm s-1

(Fig. 4b) y sobre ~7 m

en Puelo y Cochamó con un máximo de ~15 y ~10 cm s-1

respectivamente (Fig. 5b y 6b).

Bajo estas profundidades se encontró una capa intermedia hasta ~100 m de profundidad,

donde la corrientes se dirigieron hacia la cabeza del fiordo con máximos de ~2 cm s-1

y

luego una capa profunda hasta el fondo, donde la corrientes se dirigieron hacia la boca del

fiordo con máximos de ~1 cm s-1

, resultados que fueron reportados por Castillo et al.

28

(2012). La capa intermedia y profunda se distinguen en el perfil medio de las corrientes en

la boca (Fig. 4d). En Puelo, la estructura de tres capas no es permanente, esto se podría

deber a la variabilidad del viento, el forzante remoto y pulsos de agua dulce (Valle-

Levinson et al., 2014), sin embargo, estas capas pudieron distinguirse en el diagrama

tiempo-profundidad (Fig. 5c), en el cual se observa un flujo bajo 100 m de profundidad

hacia la boca del fiordo, definiendo así la tercera capa.

La mayor influencia de los armónicos de aguas someras se registró hacia el interior

del Fiordo de Reloncaví. A pesar de que el aporte de los armónicos de aguas someras a la

varianza total de la serie de corrientes fue menor con respecto al aporte de la banda

semidiurna, hace suponer que el efecto de la reducción de fondo, es decir, la fricción de

fondo, se torna más importante a medida que la onda de marea avanza hacia el interior del

fiordo, aspecto que también ha sido observado al interior del canal Moraleda (Fierro et al,

2000). Según Aubrey & Speer (1985) la naturaleza friccional de los estuarios o fiordos, se

representa por un decaimiento significativo de la amplitud de todos los constituyentes

semidiurnos y diurnos, donde la velocidad de disipación aumenta en canales someros y

donde la geometría del estuario varía significativamente. El patrón de disipación muestra

que los estuarios actúan como un filtro pasa baja no lineal, con decaimientos más rápidos

de los constituyentes semidiurnos que los diurnos. Por otra parte, se ha observado que la

amplitud de la onda de marea disminuye a medida que el fiordo se someriza y/o angosta, es

decir, la energía potencia disminuye por conservación de energía, y la velocidad de la onda

de marea aumenta a medida que el fiordo se someriza y/o angosta. De esta forma, el

aumento de la velocidad de los constituyentes armónicos M2 y S2, hacia el sector de

Cochamó, estaría vinculado con cambios en la profundidad y/o ancho del fiordo.

La posición donde se desplegaron los anclajes para realizar las mediciones de

corrientes representan sectores de disminución del área transversal del fiordo (cambios en

la profundidad y/o ancho del fiordo), sin embargo, estos lugares se encuentran bastante

distantes entre sí, lo cual podría suponer que otros mecanismos pueden ser de igual o de

29

mayor importancia en la modificación de la onda de marea semidiurna en su propagación

hacia la cabeza del fiordo. Sin embargo, Valle-Levinson et al. (2007) basado en mediciones

de corrientes realizadas sobre un transecto de 8 km de distancia, en la curvatura del Fiordo

de Reloncaví, encontraron que la amplitud de la corriente semidiurna disminuía a medida

que la profundidad del fiordo aumentaba. Estos autores también demostraron que la

amplitud de la corriente semidiurna disminuía con la profundidad con un máximo en

superficie de 10 cm s-1

. En el presente estudio se muestra que la amplitud aumenta

lentamente a partir de 8 m de profundidad con velocidades máximas de 6 cm s-1

en dicha

profundidad. Las diferencias encontradas con la investigación de Valle-Levinson et al.

(2007) pueden deberse al período de medición, puesto que las observaciones descritas se

realizaron durante un ciclo semidiurno, con mediciones cada una hora aproximadamente,

mientras que las mediciones de este estudio se realizaron durante tres meses, lo que

representa un largo de serie de tiempo casi 200 veces mayor que lo realizado por Valle-

Levinson et al. (2007).

Según Valle-Levinson et al. (2007), las corrientes de marea en el Fiordo de

Reloncaví son débiles debido a la profundidad del fiordo y porque no tienen la energía

suficiente para mezclar las capas de agua boyantes. El hecho que sean débiles permite la

persistencia de una oscilación lateral superficial de período igual a 2,5 h, que corresponde

al seiche natural transversal al fiordo (Valle-Levinson et al., 2007). Esta oscilación, que

puede ser desencadenada por vientos o en el caso de Puelo por la descarga del río Puelo,

podría ser responsable de los cambios de fase de 2 horas de las corrientes semidiurnas que

fueron observados en la capa superficial, ya que se generan corrientes laterales que

distorsionan la corriente de marea semidiurna resultando en un cambio de fase. Estos

cambios sólo se restringieron a la capa superficial, ya que entre 40 y 140 m de profundidad

la fase se mantuvo uniforme. Sin embargo, el estudio de Castillo et al. (2012) no evidencia

lo anterior en las corrientes del sector, pero sí se registra una clara señal del seiche interno

de 3 días que puede llegar a registrar un contenido de energía similar a la marea en la capa

de agua salobre (Castillo et al., 2017).

30

Varios estudios han concluido que las constricciones o umbrales someros, que son

característicos en la boca de los fiordos, generan cambios en las corrientes mareales

(Stigebrandt, 1980; Valle-Levinson et al., 2001; Gillibrand et al., 2007), dentro de los

cuales está la formación de una zona de baja presión, lo que provoca una aceleración de la

corriente en esta zona. Dentro de este contexto, el angostamiento y/o somerización del

fiordo, causan el mismo efecto de la constricción. En el presente estudio se observó que

entre Puelo y la boca, la velocidad de la corriente semidiurna aumentó hacia Puelo y se

asoció a una disminución de la profundidad de ~420 m a ~150 m, es decir, a una

constricción vertical (los anchos fueron similares). Entre Cochamó y Puelo fue similar, la

velocidad de la corriente semidiurna aumentó hacia Cochamó y se asoció a una

disminución tanto en la profundidad como en el ancho, es decir a una constricción vertical

y lateral.

31

CONCLUSIONES

La circulación promedio en el Fiordo de Reloncaví mostró una estructura vertical de

3 capas en el sector de la boca, mientras que en Puelo este patrón fue esporádico. La capa

superficial se encontró sobre 5 m de profundidad en la boca con una corriente media hacia

la boca del fiordo y magnitudes máximas > 20 cm s-1

. En Puelo y Cochamó, las corrientes

medias sobre 7 m de profundidad, registraron máximas de ~15 y ~10 cm s-1

respectivamente. Bajo la capa superficial, hasta ~100 m de profundidad, las corrientes se

dirigieron hacia la cabeza del fiordo con una magnitud media de ~2 cm s-1

. Bajo la segunda

capa, hasta la profundidad máxima medición, las corrientes se dirigieron hacia la boca con

una magnitud media de ~1 cm s-1

.

La corriente semidiurna asociada al armónico M2 y S2, donde la contribución de M2

a la varianza total de la serie de tiempo fue mayor, aumentó su velocidad a medida que ésta

se dirigió hacia la cabeza del fiordo, con diferencias entre Cochamó y la boca del orden 4 a

5 cm s-1. Se observaron picos de energía asociados a armónicos de aguas someras en

Cochamó, producto de la reducción de fondo. A partir de ~30 m de profundidad la

magnitud de la corriente aumentó, mientras que en los primeros 11 m de profundidad la

magnitud disminuyó. Se encontraron cambios de fase de la corriente semidiurna en los

primeros 8 m de profundidad, bajo ésta la corriente semidiurna se mantuvo uniforme.

La amplitud de la corriente semidiurna y el área transversal al fiordo presentaron

una relación lineal negativa, la que mostró que, a pesar de ser una primera aproximación,

los cambios en la profundidad y ancho del fiordo tienen efectos sobre la amplitud de la

corriente semidiurna, es decir, a medida la profundidad y/o el ancho del fiordo disminuye,

la amplitud de la corriente aumenta, por lo tanto, la hipótesis se acepta.

32

REFERENCIAS

Aubrey, D. & P. Speer. 1985. A study of non-linear tidal propagation in shallow

inlet/estuarine systems, Part 1: observations. Estuarine, Coastal and Shelf Science 21: 185–

205.

Barlett, M.S. 1948. Smoothing periodograms from times series with continuous spectra.

Nature, 161: 686-687.

Bendat, J. & A. Piersol. 1986. Random Data: Analysis and Measurement Procedures.

John Wiley, New York, 566 pp.

Blanton. J, G. Lin & S. Elston. 2002. Tidal current asymmetry in shallow estuaries and tidal

creeks: Continental Shelf Research, 22: 1731–1743

Castillo, M. I., O. Pizarro, O. Cifuentes, U. N. Ramirez & L. Djurfeldt. 2012. Subtidal

dynamics in a deep fjord of southern Chile. Cont. Shelf Res., 49: 73-89.

Castillo, M. I., U. Cifuentes, O. Pizarro, L. Djurfeldt & M. Cáceres. 2016. Seasonal

hydrography and surface outflow in a fjord with a deep sill: the Reloncaví fjord, Chile.

OceaSci., 12: 533-544.

Castillo, M. I., O. Pizarro, U. N. Ramirez & M. Cáceres. 2017. Seiche excitation in a

highly stratified fjord of southern Chile: the Reloncaví fjord. OceaSci., 13: 145–160.

Cerda, C. 1993. Estudio de la propagación de ondas de marea en el estrecho de

Magallanes. Tesis de Título de Oceanógrafo. Pontificia Universidad Católica de

Valparaíso, Valparaíso, 101 pp.

Defant, A. 1960. Physical Oceanography. Pergamon Press, Oxford, 599 pp.

Dronkers, J. J. 1964. Tidal computations in Rivers and Coastal Waters. North Holland

Publishing Company, Amsterdam, 530 pp.

Farmer, D. & H. Freeland. 1983. The physical oceanography of fjords. Prog. Oceanogr.,

12: 147-220.

Fierro, J. J., J. P. Belmar, S. Rosales & J. L. Blanco. 1999. Caracterización del régimen

de mareas en canales interiores en las vecindades de la constricción de Meninea. En:

33

Resultados Crucero CIMAR-Fiordo 4, Comité Oceanográfico Nacional, Valparaíso.

Resúmenes ampliados pp. 25-31.

Fierro, J. J., M. Castillo & C. Valenzuela. 2003. Propagación de la onda de marea en

canales adyacentes a Campos de Hielo Sur. Cienc. Tecnol. Mar, 26 (1): 5-14.

Fierro, J. J. 2006. Onda de marea en canales y fiordos australes. En: N. Silva & S. Palma

(eds.). Avances en el conocimiento oceanográfico de las aguas interiores chilenas, Puerto

Montt a cabo de Hornos. Comité Oceanográfico Nacional. Pontificia Universidad Católica

de Valparaíso, Valparaíso, pp. 63-66.

Fischer, H., E. List, R. Koh, J. Imberger & N. Brooks. 1979. Mixing in inland and

coastal waters. Academic Press, New York, 483 pp.

Foreman, M. 1977. Manual for tidal heights: analysis and prediction. Pacific Marine

Science Report, 77: 10-97.

Foreman, M. 1978. Manual for tidal currents analysis and prediction. Pacific Marine

Science Report, 78: 6-57.

Friedrichs, C. & D. Aubrey, D. 1988. Non-linear tidal distortion in shallow well-mixed

estuaries: a synthesis. Estuarine, Coastal and Shelf Science 27: 521–545.

Gerkema, T., C. Staquet & P. Bouruet-Aubertot. 2006. Non-linear effects in internal-

tide beams, and mixing. Ocean Modelling, 12: 302-318.

Gillibrand, P. A. & T. L. Amundrud. 2007. A numerical study of the tidal circulation and

buoyancy effects in a Scottish fjord: Loch Torridon. Journal of Geophysical Research, 112.

Godin, G. 1972. The analysis of tides. University of Toronto, Toronto, 264 pp.

Inoue, R. & C. Garrett. 2007. Fourier representation of quadratic friction. Journal of

Physical Oceanography 37: 593–610.

Kowalik, Z., A. Marchenko, D. Brazhnikov & N. Marchenko. 2015. Tidal currents in

the western Svalbard Fjords. Ocenología, 57: 318-327.

Parker, B. 1991. The relative importance of the various nonlinear mechanisms in a wide

range of tidal interactions (review). En: Parker, B. (Ed.), Tidal Hydrodynamics. Wiley,

New York, USA, pp. 237–268.

34

Pawlowicz, R., B. Beardsley & S. Lentz. 2002. Classical Tidal” Harmonic Analysis

Including Error Estimates in MATLAB using T_TIDE", Computers and Geosciences, 28:

929-937

Robins, P. & A. Elliot. 2009. The internal tide of the Gareloch, a Scottish Fjord. Estuarine,

Coastal and Shelf Science, 81: 130-142.

Salinas, S., M. Contreras & J. Fierro. 2004. Propagación de la onda de marea en el

estrecho de Magallanes. Cienc. Tecnol. Mar, 27 (2): 5-20.

Speer, P. & D. Aubrey. 1985. A study of non-linear tidal propagation in shallow

inlet/estuarine systems, Part II: theory. Estuarine, Coastal and Shelf Science 21: 207–224.

Stigebrandt, A. 1980. Some aspects of tidal interaction with fjord constrictions. Estuarine,

Coastal and Shelf Science 11:151-166.

Stigebrandt, A. 2012. Hydrodynamics and circulation of fjords. Encyclopedia of Lakes

and Reservoirs. Springer, New York, USA, pp. 327-344.

Syvitski, J. P. M., D. C. Burrell & J. M. Skei. 1987. Fjords: Processes and Products.

Springer-Verlag, New York, 379 pp.

Valle-Levinson, A., F. Jara, C. Molinet & D. Soto. 2001. Observations of intratidal

variability of flows over a sill/contraction combination in a Chilean fjord. Journal of

Geophysical Research 106: 7051-7064.

Valle-Levinson, A., N. Sarkar, R. Sanay, D. Soto & J. León. 2007. Spatial structure of

hydrography and flow in a Chilean fjord, Estuario Reloncaví. Estuar.Coast., 20: 113-126.

Valle-Levinson, A. (ed.) 2010. Contemporary issues in estuarine physics. Cambridge

University Press, Cambridge, 315 pp.

Valle-Levinson, A., M. Cáceres & O. Pizarro. 2014. Variations of tidally driven three-

layer residual circulation in fjords. Ocean Dynam., 64: 459-469.

Welch, P. D, 1967. The Use of Fast Fourier Transform for the Estimation of Power

Spectra: A Method Based on Time Averaging Over Short, Modified Periodograms, IEEE

Trans. Audio Electroacoustics, Vol. AU-15, 70-73. pp.

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